نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه شهید باهنر، کرمان، ایران

3 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه شهید باهنر، کرمان، ایران

4 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

چکیده

در این بررسی با بهره‌گیری از مشاهدات صحرایی، سنگ‌نگاری و نیز داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ کل (XRF و ICP-MS) به بررسی سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در جنوب صحنه پرداخته شده است. این سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی بخشی از مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین (کرتاسة پسین تا ائوسن پسین) هستند و به‌صورت بالشی و توده‌ای دیده می‌شوند. از دیدگاه سنگ‌نگاری این سنگ‏‌‌ها ترکیب بازالتی دارند و بافت‏‌‌‌های غالب در آنها پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک هستند. این سنگ‏‌‌ها سرشت ماگمایی توله‌ایتی دارند. همچنین، الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب و الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب و نیز جایگاه نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده در نمودار‌های تمایز انواع سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی مختلف گویای شباهت آنها به سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی مرتبط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) هستند. ماگمای مادر این سنگ‏‌‌ها می‏‌‌تواند در پی ذوب‌بخشی کم (کمتر از 3 درصد) خاستگاه پریدوتیتی اسپینل‌دار پدیدآمده باشد. در مقایسه با سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس، دیگر رخنمون‏‌‌‌های سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی وابسته به پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB)، سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و نیز سنگ‏‌‌‌های بازالتی درون صفحه‌ای (WPB) را نشان می‏‌‌دهند.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Petrography, geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks in Ali-Abad Garos area as a part of the Sahneh-Harsin ophiolitic complex (east of Kermanshah)

نویسندگان [English]

  • Siavash Omidianfar 1
  • Hesam Moeinzadeh 2
  • Mohsen Arvin 3
  • Mohammad Rahgoshay 4

1 Ph.D., Department of Geology, College of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, College of Earth Sciences, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran

3 Professor, Department of Geology, College of Earth Sciences, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran

4 Professor, Department of Geology, College of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Iran

چکیده [English]

Introduction
Mesozoic-Paleogene ophiolitic sequences in Iran are in association with opening and closing of Neo-Tethyan oceanic crust. Temporally and specially, these ophiolitic sequences subdivided into five different groups (or belts) (Shafaii Moghadam and Stern, 2014):

Zagros outer belt (late Cretaceous-Paleogene);
Zagros inner belt (late Cretaceous);
Sabzevar- Torbat e Heydarieh belt (late Cretaceous-early Paleocene);
Birjand-Nehbandan belt (early to late Cretaceous);
Makran belt (late Jurassic-Cretaceous).

The Zagros outer belt’s ophiolitic sequences cropped out along the NW-SE trending Zagros main thrust and including Maku-Khoy-Salmas, Kermanshah (-Kurdistan), Neyriz and Esfandagheh (or Haji-Abad) ophiolites. The Kermanshah ophiolite (KO) is an ophiolitic tectonic complex, which comprises imbricated dismembered fragments of mantle peridotites, gabbros, sheet dykes and basaltic rocks which generally occur as thrust-bound tectonic slices. The Sahneh-Harsin ophiolitic complex(SHOC) is the southeastern part of KO. Detail petrological study has not been carried out on the basaltic rocks from Ali-Abad Garos area(AGA) as a part of the SHOC. Thus, the present study focuses on the field observations, petrographic study as well as whole-rock geochemical analyses (XRF and ICP-MS) of the basaltic rocks widespread in AGA.
Regional geology
KO cropped out in the northwest of Zagros main thrust (ZMT) where Zagros sedimentary belt join the Sanandaj-Sirjan magmatic-metamorphic belt. In SHOC as the southeastern part of Kermanshah ophiolites Triassic-Cretaceous limestone and radiolarites as well as Mesozoic metamorphic-sedimentary rocks are the oldest lithological units. In the following, ophiolitic sequence related lithological bodies such as peridotites, meta-peridotites, gabbros, meta-gabbros, diabasic dikes and volcanic rocks including pillow lava-massive basalts cropped out which are in accompanied by Eocene extrusive and intrusive rocks. Pliocene to Quaternary sedimentary rocks are the youngest lithological units in Sahneh-Harsin region. In Sahneh-Harsin region ophiolitic sequence related basaltic rocks cropped out in Ali-Abad Garos, Tamark, Gashor areas.
Analytical methods
We collected ~70 samples of both pillow lava and massive basaltic rocks in-AGA. Based on petrographic characteristics 10 of the freshest samples were analyzed for whole-rock major and trace elements by X-ray Fluorescence (XRF) and Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry (ICP-MS) in ALS Chemex lab.
Field observations
Ali-Abad Garos ophiolitic sequence related basaltic rocks mostly show pillow lava structure. However, minor massive basaltic rocks are exist. In the northern part of the study area basaltic rocks are set atop of gabbroic units. However, gabbro-basalt boundary covered by Quaternary sediments. In some parts, basaltic bodies are in association with plagiogranites. Via a fault boundary upper Triassic-Cretaceous limestone units (Biston Formation) thrusted over basaltic rocks.
Petrography
The rocks under study are dominated by plagioclase (up to 20%), clinopyroxene (up to 10%) and opaque minerals (up to 2%) phenocrysts set in a fine-grained to glassy ground mass. Chlorite, calcite, epidote, quartz, zeolite and opaque minerals as secondary minerals formed by altered phenocrysts and groundmass. Massive basaltic rocks mostly show porphyritic texture and to lesser extent glomeroporphyritic, intergranular and amygdaloidal textures are present. The rocks studied are characterized by plagioclase (up to 10%), clinopyroxene (up to 20%) and opaque minerals (up to 5%) phenocrysts set in a fine grain to glassy groundmass. Secondary minerals in massive basaltic rocks are similar to those presented for pillow lava basaltic rocks.
Whole-rock geochemistry, tectonic setting and source characteristics
The studied basaltic rocks show tholeiitic signature. Major element oxides values against SiO2 values, as fractionation index, indicate fractional crystallization as an effective parameter in generation of these rocks. In chondrite-normalized REEs diagram, the basaltic rocks exhibit slight LREE enrichment relative to HREEs (LaN/YbN values ranging from 2.91 to 3.35 and Eu/Eu* values vary from 0.91 to 1.01). In primitive mantle-normalized multi-elements diagram, the patterns of basaltic rocks are consistent with plume related mid-oceanic ridge basalts (P-MORB), against within plate basalt (WPB or OIB), normal mid-oceanic ridge basalts (N-MORB) and enriched mid-oceanic ridge basalts (E-MORB). This case is in agreement with situation of the study samples in basaltic rocks with different geochemical signatures on discriminative diagrams. Parallel trends of the studying basaltic rocks on spider diagrams indicate that they are co-genetic. Also, different elemental ratios as well as the situation of the rocks under study in different geochemical diagrams reveal that parental magma (or magmas) could be formed by low degree partial melting (<3%) of a spinel peridotite as a source rock. Integration of our new presented geochemical data from the study basaltic rocks with other previously presented geochemical data from other ophiolitic sequence related basaltic outcrops within (SHOC) (Tamark and Gashor basaltic rocks) reveal that in this ophiolitic complex basaltic rocks are heterogeneous. Briefly, three different groups of basaltic rocks with P-MORB, E-MORB and OIB geochemical features exist in (SHOC). Comprehensive understanding of relation of these three different basaltic groups are needed to further elemental-isotopic geochemical data coupled with geochronological data.

کلیدواژه‌ها [English]

  • geochemistry
  • petrogenesis
  • basalt
  • ophiolite
  • Sahneh-Harsin

ایران مجموعه‌ای زمین‌ساختی با مرزهایی از پهنه‌های افیولیتی است (Shafaii Moghadam and Stern, 2014, 2015). این مجموعة زمین‌ساختی به‌دنبال زایش اقیانوس پالئوتتیس در زمان اردویسین و اقیانوس نئوتتیس در زمان پرمین به‌طور پیوسته از حاشیة شمالی ابرقاة گندوانا جدا و به حاشیة جنوبی اوراسیا افزوده شده است (Sengör et al., 1991, 1993; Sengör and Natalin, 1996). توالی‏‌‌‌های افیولیتی بقایای پوسته‏‌‌‌های اقیانوسی هستند که تکامل تکتونوماگمایی محیط‏‌‌‌های اقیانوسی مادر را به نمایش می‏‌‌گذارند (Dilek and Furnes, 2011). در کل، توالی‏‌‌‌های افیولیتی در ایران از دیدگاه زمانی در دو دستة زیر جای داده می‌شوند:

1- توالی‏‌‌‌های افیولیتی پالئوزوییک که در ارتباط با پیدایش و بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس هستند. این توالی‏‌‌‌های افیولیتی در بخش‌های شمالی ایران یافت می‏‌‌شوند و نشان‌دهندة فرورانش رو به شمالِ پوستة اقیانوسی پالئوتتیس در مرز بلوک‏‌‌‌های توران (اوراسیا) و سیمرین (بلوک‏‌‌‌های ایران مرکزی و البرز) هستند (Alavi, 1991; Shafaii Moghadam and Stern, 2014).

2- توالی‏‌‌‌های افیولیتی مزوزوییک- پالئوژن که در ارتباط با زایش و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس هستند. این توالی‏‌‌‌های افیولیتی در گسترة جغرافیایی ایران در بخش‏‌‌‌های میانی نواری با رخنمون‏‌‌‌های فراوان افیولیتی به درازای نزدیک به 3000 کیلومتر جای گرفته‏‌‌اند که از ترودوس آغاز می‌شود و پس از گذر از ترکیه و ایران به عمان می‌رسد. این پهنة افیولیتی (ترودوس- عمان) را پژوهشگرانی مانند نیپر و همکاران (Knipper et al., 1986)، مورس و همکاران (Moores et al., 2000)، رابرتسون (Robertson, 2002) و دیلک و فرنز (Dilek and Furnes, 2009) بررسی کرده‌اند.

از دیدگاه زمانی- مکانی، توالی‏‌‌‌های افیولیتی مزوزوییک- پالئوژن در گسترة ایران در 5 گروه دسته‌بندی می‌شوند (Shafaii Moghadam and Stern, 2014) (شکل 1- A):

1- توالی‏‌‌‌های افیولیتی نوار بیرونی زاگرس ([1]ZOB) به سن کرتاسة پسین- پالئوژن (محدودة بررسی‌شده در این نوشتار نیز در این بخش جای گرفته است)؛

2- توالی‏‌‌‌های افیولیتی نوار درونی زاگرس ([2]ZIB) به سن کرتاسة پسین؛

3- توالی‏‌‌‌های افیولیتی پهنة سبزوار- تربت حیدریه ([3]STB) به سن کرتاسة پسین- پالئوسن پیشین؛

4- توالی‏‌‌‌های افیولیتی پهنة بیرجند- نهبندان ([4]BNB) به سن کرتاسه پیشین تا کرتاسة پسین؛

5- توالی‏‌‌‌های افیولیتی پهنة مکران ([5]MB) به سن ژوراسیک بالایی- کرتاسه.

توالی‏‌‌‌های افیولیتی نوار بیرونی زاگرس در راستای روراندگی اصلی زاگرس به درازای نزدیک به 1200 کیلومتر با راستای شمال‏‌‌باختری- جنوب‏‌‌خاوری جای گرفته‌‏‌‌اند و شامل افیولیت‏‌‌‌های ماکو- خوی- سلماس، کرمانشاه (- کردستان)، نیریز و اسفندقه (حاجی‏‌‌آباد) هستند.

افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه متشکل از قطعات جدا و در کنار هم جای‌گرفته‌ای هستند که این قطعات با گسل‏‌‌‌های معکوس مختلف فراگرفته شده‏‌‌اند (Stӧcklin, 1974) و هر کدام از قطعات یادشده در بردارندة همه یا بخشی از مجموعه‌ای است که متشکل از پریدتیت‏‌‌‌های گوشته‏‌‌ای، گابرو، دایک‏‌‌‌های ورقه‌ای و سنگ‏‌‌‌های بازالتی است (Ao et al., 2016). در کل، افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه شامل مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین در بخش جنوب‏‌‌خاوریی افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه (شکل‌های 1- A و 1- B) و مجموعة افیولیتی کامیاران در بخش شمال‏‌‌باختری افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه هستند (Barud, 1987; Whitechurch et al., 2013) (شکل 1- A).

آو و همکاران (Ao et al., 2016) با سن‏‌‌سنجیِ (به روش U-Pb) بخش‏‌‌‌های گوناگون افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه، سن رخنمون‏‌‌‌های افیولیتی محدودة هرسین را نزدیک به Ma 97 و محدوده‏‌‌‌های صحنه و کامیاران را نزدیک به Ma 36 به‌دست آورده‏‌‌اند. همچنین، به باور این پژوهشگران، همة رخنمون‏‌‌‌های افیولیتی یادشده در زمان‏‌‌‌های پس از پیدایش روی پوستة قار‌ه‌ای مجاور (روراندگی اصلی زاگرس به‌عنوان حاشیة غیرفعال قاره‏‌‌ای) رانده شده‏‌‌اند. سن‏‌‌‌های جوان‏‌‌تر پیشنهادشده (Ma 36) نشان‌دهندة زمان پس از ائوسن پسین برای بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس هستند.

افزون‌براین، به باور این پژوهشگران (Ao et al., 2016)، رخنمون‏‌‌‌های افیولیتی‏‌‌ در محدوده‏‌‌‌های صحنه و کامیاران که بخش جوان‏‌‌تر افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه به‌شمار می‌روند، بقایایی از کمپلکس‏‌‌‌های مربوط به مراکز گسترش پوسته‏‌‌‌های اقیانوسی[6] هستند. این در حالی است که رخنمون‏‌‌‌های افیولیتی‏‌‌ در محدودة هرسین که بخش قدیمی‏‌‌تر افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه به‌شمار می‌روند، بقایای کمپلکس‏‌‌‌های انتقالی قاره‏‌‌ای- اقیانوسی[7] هستند. در سال‏‌‌‌های اخیر، بررسی‌های سن‏‌‌سنجی و نیز زمین‌شیمیایی (عنصری- ایزوتوپی) بسیاری روی واحد‌های سنگی مختلفِ افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه انجام شده‌اند. در اینباره بررسی‌های قاضی و حسنی‌پاک (Ghazi and Hassanipak, 1999)، اللهیاری و همکاران (Allahyari et al., 2010)، ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013, 2014)، آو و همکاران (Ao et al., 2016)، مرادپور و همکاران (Moradpour et al., 2017)، آلیانی و دارایی‌زاده (Aliani and Daraeezadeh, 2018a, 2018b) و کیانی و همکاران (Kiani et al., 2020) را می‏‌‌توان نام برد. با وجود این، سنگ‏‌‌‌های بازالتی در منطقة علی‏‌‌آباد گروس که بخشی از رخنمون‏‌‌‌های افیولیتی در محدودة صحنه به‌شمار می‌روند (شکل 1- B)، هیچگاه از دیدگاه زمین‌شیمیایی بررسی نشده‌اند. ازاین‌رو، در این بررسی، برپایة مشاهدات صحرایی، بررسی‌های سنگ‌نگاری و نیز تحلیل داده‏‌‌‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل (به روش‌های XRF و ICP-MS) به بررسی روابط صحرایی و نیز ویژگی‌های زمین‌شیمیایی در سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة علی‏‌‌آباد گروس پرداخته می‌شود.

 

زمین‏‌‌شناسی ناحیه‏‌‌ای

افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه در بخش شمال‏‌‌باختری روراندگی اصلی زاگرس جای گرفته‏‌‌اند (شکل 1- A). روراندگی اصلی زاگرس در شمالی‏‌‌ترین (بیرونی‏‌‌ترین) بخش پهنة رسوبی زاگرس جای دارد. پهنة رسوبی زاگرس خود در بخش شمال‏‌‌خاوریی صفحة عربستان جای گرفته است و بیشتر شامل رسوب‌های پلت‌فرمی با ترکیب غالب آهکی و به سن پرمین- تریاس تا کرتاسة پسین- پالئوسن است. این رسوب‌ها با رسوب‌های پالئوسن- پلیوسن پوشیده شده‌اند (Stӧcklin, 1974; Berberian and King, 1981) و در زمان میوسن دچار چین‌خوردگی با روند شمال‏‌‌باختری- جنوب‏‌‌خاوری شده‌اند (Stӧcklin, 1968). روراندگی اصلی زاگرس نیز دربردارندة قطعات زمین‌ساختی کنار هم چیده‌شد‌ه‌ای[8] است که عبارتند از:

1- آهک‏‌‌‌های پلت‌فرمی و رادیولاریت‏‌‌‌های به سن تریاس تا کرتاسه؛

2- رخنمون‏‌‌‌های افیولیتی؛

3- سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی (و فلیش) به سن ائوسن؛

4- سنگ‏‌‌‌های رسوبی میوسن تا کواترنری هستند (Braud, 1987; Shahidi and Nazari, 1997).

همچنین، روراندگی اصلی زاگرس نشان‌دهندة محل به‌هم‌پیوستن پهنة رسوبی زاگرس و پهنة ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان است (شکل 1- A). پهنة سنندج- سیرجان تا پیش از پرمین بخشی از پلتفرم عربستان- ایران بوده است. این پهنه در زمان پرمین بالایی در پی باز‌شدن اقیانوس نئوتتیس از صفحة عربی جدا شده است (Ghasemi and Talbot, 2006). در این پهنه، توالی پی‌سنگ قار‌ه‌ای به سن پرکامبرین- پالئوزوییک زیرین به‌صورت ناهمشیب با رسوب‌های آهکی به سن پرمین تا تریاس میانی پوشیده شده‏‌‌ است. در ادامه، سنگ‏‌‌‌های دگرگونی درجه پایین به سن ژوراسیک با توده‏‌‌‌های آذرین درونی فراوان به سن ژوراسیک بالایی- کرتاسة پسین قطع شده‌اند. ترکیب زمین‌شیمیایی این توده‏‌‌‌های آذرین درونی بسیاری از پژوهشگران (Stӧcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Ghasemi and Talbot, 2006) را متقاعد کرده است که در بازة زمان ژوراسیک میانی تا کرتاسه، پهنة سنندج- سیرجان به‌علت جای‌گرفتن در بالای پوستة درحال فرورانش اقیانوس نئوتتیس (با فرورانش رو به شمال) به‌عنوان یک حاشیة فعال قار‌ه‌ای از نوع آند رفتار کرده است.

همان‌گونه‌که در بخش مقدمه نیز گفته شد، افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه به‌صورت آمیزة[9] زمین‌ساختی افیولیتی هستند (Stӧcklin, 1974) که در آن واحد‌های مختلف سنگی به‌صورت قطعاتی جدا در کنار هم جای گرفته‏‌‌اند (شکل 1- B). برپایة آنچه در شکل 1- B دیده می‏‌‌شود، در محدودة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین، سنگ‏‌‌‌های آهکی و نیز رادیولاریت‏‌‌‌هایِ تریاس- کرتاسه، به‌همراه واحد‌های دگرگونی- رسوبیِ مزوزوییک کهن‏‌‌ترین رخنمون سنگی در محدودة صحنه- هرسین است. در ادامه، در این محدودة واحد‌های گوناگون سنگی در ارتباط با توالی یا توالی‏‌‌‌های افیولیتی (شامل پریدوتیت، متاپریدوتیت، گابرو، متاگابرو، دایک‏‌‌‌های دیابازی) و نیز سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی (شامل بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی و نیز بازالت‏‌‌‌های با ساختار توده‌ای) رخنمون یافته‏‌‌اند که با سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی و نیز توده‏‌‌‌های آذرین درونیِ ائوسن همراهی می‏‌‌شوند. مجموعه واحد‌های سنگی یادشده با سنگ‏‌‌‌های رسوبیِ پلیوسن تا کواترنری پوشیده شده‏‌‌اند. واحد‌های سنگی در یک برش قائم از مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین از پایین به بالا عبارتند از:

1- بخش‏‌‌ دگرگونی که شامل سنگ‏‌‌‌های متاپریدوتیت و متاگابرو است که روی واحد‌های دگرگونی- رسوبی به سن مزوزوییک جای گرفته‏‌‌اند. در این بخش سنگ‏‌‌‌های متاگابرویی در برخی بخش‌ها با دایک‏‌‌‌های الترابازیک- بازیک قطع شده‌اند. این بخش‏‌‌‌های دگرگونی معمولاً با واحد‌های آتشفشانی به سن ائوسن پوشیده شده‌اند (شکل 1- B).

2- بخش‏‌‌ آذرین درونی که شامل سنگ‏‌‌‌های پریدوتیتی با ستبرای بیشتر و سنگ‏‌‌‌های گابرویی با ستبرای کمتر است. در این توالی واحد‌های پریدوتیتی با دایک‏‌‌‌های الترابازیک- بازیک و نیز عدسی‏‌‌هایی از سنگ‏‌‌‌های الترامافیک قطع شده‌اند. این توالی عمومأ با سنگ‏‌‌‌های رسوبیِ میوسن پوشیده شده است (شکل 1- B).

3- بخش‏‌‌ سنگ‏‌‌‌های آذرین بیرونی که بیشتر شامل سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار بالشی است و به‌صورت محدود با سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار توده‌ای همراهی می‏‌‌شود. در برخی بخش‌ها، این مجموعه از سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار‌های بالشی و توده‌ای با ضخامت‏‌‌‌های متفاوتی از سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار برشی پوشیده شده است (شکل 1- B).

سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در گسترة صحنه- هرسین در مناطق تمرک، گشور و علی‏‌‌آباد گروس رخنمون دارند (شکل 1- B). همان‌گونه‌که در شکل 1- B دیده می‏‌‌شود، سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس که در این پژوهش بررسی شده‌اند، بین واحد گابرویی منسوب به مجموعة افیولیتی در این محدوده و نیز واحد آهکی (تریاس تا کرتاسه) رخنمون دارند. در بخش بررسی‌های صحرایی، به ارتباط دقیق‏‌‌تر میان سنگ‏‌‌‌های بازالتی بررسی‌شده و نیز واحد‌های سنگی یادشده (واحد گابرویی و واحد آهکی) پرداخته خواهد شد.

 

 

شکل 1. A) نقشة زمین‏‌‌شناسی ساده‌شدة ایران به‌همراه واحد‌های ساختاری و نیز پراکندگی توالی‏‌‌‌های افیولیتی گوناگون (ژوراسیک بالایی- ائوسن) در گسترة ایران (برگرفته از سنگور (Sengör, 1990)، علوی (Alavi, 1994) و باقری و اشتامفلی (Bagheri and Stampfli, 2008))؛ B) نقشة زمین‏‌‌شناسی ساده‌شدة بخشی از افیولیت‏‌‌‌های کرمانشاه (محدودة صحنه- هرسین) که دربردارنده واحد‌های گوناگون سنگ‏‌‌شناسی در این محدوده است و نیز جایگاه سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس که در این پژوهش بررسی شده‌اند (برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) با تغییرات اندک) (ZOB: Zagros outer belt; ZIB: Zagros inner belt; MB: Makran belt; BNB: Birjand-Nehbandan belt; STB: Sabzevar-Torbet-e-Heydarieh belt).

Figure 1. A) Simplified geological map of Iran illustrates the distribution of geotectonic unites and different ophiolitic sequences (Upper Jurassic-Eocene) (derived after Sengor, 1990; Alavi, 1994; Bagheri and Stampfli, 2008); B) Simplified geological map of Kermanshah ophiolitic sequence (Sahneh-Harsin region) highlighting different lithological unites and location of the Ali-Abad Garos basalitic rocks which they were focused in this study (derived after Saccani et al, 2013) (ZOB: Zagros outer belt; ZIB: Zagros inner belt; MB: Makran belt; BNB: Birjand-Nehbandan belt; STB: Sabzevar-Torbet-e-Heydarieh belt).

 

شکل 1. ادامه

Figure 1. Continued.

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی مقاله‌ها، گزارش‌ها و نقشه‏‌‌‌های زمین‏‌‌شناسیِ محدودة بررسی‌شده، بررسی میدانی برای شناسایی روابط صحرایی واحد‌های سنگ‏‌‌شناسی گوناگون و نیز نمونه‏‌‌برداری از واحد‏‌‌‌های آتشفشانی به مدت 5 روز انجام شد. در بررسی‌های میدانی، نزدیک به 70 نمونة سنگی از واحد‏‌‌‌های گوناگونِ آتشفشانی برداشت شد که از این نمونه‏‌‌ها شمار 45 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی سنگ‌نگاری شدند. با توجه به تنوع سنگ‏‌‌شناسی دیده‌شده در هنگام انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، شمار 10 نمونة سنگی از واحد‏‌‌‌های آتشفشانی گوناگون با کمترین میزان دگرسانی تجزیة زمین‌شیمیایی شدند. تعیین درصدوزنی اکسید عنصر‌های اصلی به روش XRF و اندازه‌گیری میزان عنصر‌های فرعی، کمیاب و نیز عنصر‌های خاکی کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه ALS Chemex در کشور کانادا انجام شد. داده‌های ‌به‌دست‌آمده از تجزیه‌‏‌‌‌های زمین‌شیمیایی یادشده در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی به روش XRF و ICP-MS برای تعیین مقدار اکسید عنصر‌های اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%) و نیز عنصر‌های فرعی و کمیاب (برپایة بخش در میلیون یا ppm) در سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة علی‏‌‌آباد گروس (p.b: بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی؛ m.b: بازالت‏‌‌‌های با ساختار توده‌ای)

Table 1. Whole-rock major oxides and trace and rare elements data (based on XRF and ICP-MS analyses) from the Ali-Abad Garos studying volcanic rocks. Major oxides values and trace and rare elements values presented in wt% and ppm, respectively (p.b: pillow lava basaltic rocks; m.b: massive basalt).

Rock Type

Basalt (p.b)

Basalt (m.b)

D.L

Sample No:

SZ1

SZ2

SZ4

SZ5

SZ7

SZ9

SZ10

SZ3

SZ6

SZ8

Latitude (N):

34° 23' 05"

34° 23' 15"

34° 23' 42"

34° 23' 31"

34° 23' 02"

34° 24' 01"

34° 24' 02"

34° 23' 56"

34° 23' 09"

34° 23' 43"

Longitude (E):

47° 42' 18"

47° 40' 11"

47° 42' 15"

47° 42' 44"

47° 39' 12"

47° 41' 16"

47° 41' 32"

47° 40' 02"

47° 39' 06"

47° 41' 18"

SiO2

49.7

47.3

45.8

48.6

47.1

49.2

50.15

45.9

45.2

46.5

0.01

TiO2

1.9

1.85

2

2.12

1.83

1.95

1.82

1.88

2.09

1.96

0.01

Al2O3

13.75

13.6

12.7

13.75

14.25

14.35

13.89

13.9

13.3

13.32

0.01

Fe2O3(t)

11.5

12.45

13.4

12.9

14

12.07

11.06

13.15

13.8

13.5

0.01

MnO

0.16

0.16

0.17

0.18

0.14

0.17

0.16

0.17

0.18

0.16

0.01

MgO

5.71

5.77

4.48

4.52

6.59

5.7

5.62

5.65

5.02

5.4

0.01

CaO

8.5

9.51

15.75

9.16

9.42

6.88

9.12

11.85

11.1

11.31

0.01

Na2O

3.97

3.51

1.45

4.83

2.56

4.77

3.79

2.2

3.26

2.86

0.01

K2O

0.6

0.21

0.02

0.09

0.75

0.62

0.62

0.57

0.06

0.16

0.01

P2O5

0.26

0.25

0.26

0.27

0.3

0.26

0.24

0.25

0.27

0.27

0.01

LOI

3.18

3.4

3.86

3.69

4.38

3.53

3.19

4.04

3.78

3.79

0.01

Total

99.3

98.1

99.9

100

101.5

99.5

99.7

99.6

98.1

99.3

 

Ba

212

28.5

5.4

19.2

60.2

130.9

173.6

36.1

7.8

21.9

0.5

Cs

0.07

0.04

0.01

0.01

0.24

0.13

0.1

0.19

0.01

0.04

0.01

Hf

4.4

3.7

3.9

4.6

4.3

4.5

4.3

3.9

4

4

0.2

Nb

16.7

15.4

16

18.2

16.8

17.9

16.5

16.9

16.9

16.1

0.2

Ni

61

54

72

63

80

53

55

54

60

71

1

Pb

5

5

5

5

5

5

5

5

5

5

5

Rb

7.2

2.8

0.2

0.8

10.4

8

7.6

8.2

1

2.1

0.2

Sr

286

244

42.6

180.5

144.5

249.7

307

75.5

66.8

140.8

0.1

Ta

1

0.9

1

1.1

1.1

1.1

0.9

1

1.1

1

0.1

Th

2.12

1.92

1.83

2.1

2.05

2.27

2.17

2.14

1.92

1.86

0.05

U

0.49

0.46

0.44

0.49

0.48

0.54

0.52

0.53

0.46

0.44

0.05

Y

38

34.1

36.8

39

39.2

39.1

36.9

37.9

37.6

36.6

0.05

Zr

166

142

149

177

166

172

161

150

153

153

2

La

17.6

16

16.5

17.8

16.4

18.1

21

17.3

15.9

16.2

0.5

Ce

36.7

33.9

35.5

38.2

38.1

38.2

36.5

37

35.8

35.4

0.5

Pr

4.68

4.32

4.56

4.94

4.87

4.87

4.57

4.67

4.68

4.59

0.03

Nd

20.2

18.7

20.1

21.9

21.5

21.5

19.7

20.9

20.9

20.1

0.1

Sm

5.19

4.86

5.27

5.75

5.56

5.51

5.08

5.36

5.42

5.25

0.03

Eu

1.75

1.71

1.73

1.9

1.81

1.89

1.74

1.86

1.84

1.74

0.03

Gd

6.21

5.56

6.1

6.68

6.59

6.58

6.07

6.37

6.25

6.04

0.05

Tb

1.04

0.94

1.01

1.09

1.11

1.1

1

1.08

1.07

1.01

0.01

Dy

6.7

6.04

6.61

7.09

7.02

6.98

6.52

6.78

6.74

6.54

0.05

Ho

1.42

1.27

1.39

1.5

1.48

1.47

1.36

1.42

1.44

1.38

0.01

Er

4.22

3.72

4.05

4.24

4.35

4.3

4.05

4.19

4.15

4.02

0.03

Tm

0.59

0.52

0.56

0.61

0.6

0.62

0.58

0.6

0.57

0.55

0.01

Yb

3.69

3.22

3.58

3.92

3.84

3.93

3.62

3.83

3.68

3.49

0.03

Lu

0.57

0.5

0.56

0.61

0.59

0.59

0.55

0.57

0.57

0.55

0.01

(La/Yb)N

3.22

3.35

3.11

3.06

3.14

3.11

3.36

3.05

2.91

3.15

 

Eu/Eu*

0.94

1.01

0.93

0.94

0.91

0.97

0.96

0.97

0.97

0.93

 

(Rb/Y)N

1.36

0.59

0.04

0.15

1.9

1.51

1.46

1.55

0.19

0.39

 

 

 

بررسی‌‌های صحرایی

محدودة بررسی‌شده بخشی از سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ مجموعة افیولیتیِ منطقة صحنه- هرسین در فاصلة 10 کیلومتری جنوب شهر صحنه است که در حاشیة شمالی و جنوبی رودخانة گاماسیاب و در محدودة روستای علی‏‌‌آباد گروس جای گرفته است (جایگاه جغرافیایی محدودة بررسی‌شده در شکل 1- B دیده می‌شود). سنگ‏‌‌‌های بازالتی بررسی‌شده عمومأ ساختار بالشی دارند؛ اما سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار توده‌ای نیز با گستردگی کمتری دیده می‌شوند (شکل‌های 2- A و 2- B).

 

 

 

شکل 2. A) نمایی از بخش‏‌‌‌های جنوبی گسترة بررسی‌شده، جایی‌که سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی شامل بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی و نیز بازالت‏‌‌‌های با ساختار توده‌ای با مرزی گسلی در زیر واحد‌های آهکیِ سازند بیستون جای گرفته‏‌‌اند (دید رو به جنوب‏‌‌خاوری)؛ B) نمایی از بخش شمالی گسترة بررسی‌شده، جایی‌که سنگ‏‌‌‌های بازالتی در ارتباط با سنگ‏‌‌‌های گابرویی وابسته به مجموعة افیولیتی در این محدوده دیده می‌شوند (دید رو به شمال باختری)؛ C) رخنمون سنگ‏‌‌‌های پلاژیوگرانیتی درون سنگ‏‌‌‌های بازالتی؛ D، E) ساختار‌های بالشی در بخش‏‌‌هایی از توالی آتشفشانی بررسی‌شده؛ F) ساختار توده‌ای در بخشی از توالی آتشفشانی بررسی‌شده؛ G) حفره‌های پرشده با کانی‏‌‌‌های ثانویه در سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار بالشی.

Figure 2. A) A field photograph from southern part of the study area, where volcanic rocks, including pillow lava basaltic rocks and massive basaltic rocks, were covered (fault boundary) by a limestone unite named as Biseton Formation; B) A field photograph from Northern part of the study area, where basaltic rocks covered the ophiolite-related gabbroic unit; C) Plagiogranite unite intruded in the basaltic rocks; D, E) Pillow structure in the studying volcanic rocks; F) Massive structure in the studying volcanic rocks; G) Visible vesicles were filled by the secondary minerals in the pillow lavas basaltic rocks.

 

 

شکل 2. ادامه.

Figure 2. Continued.

 

 

در بخش‏‌‌‌های شمالی گسترة بررسی‌شده سنگ‏‌‌‌های بازالتی عمومأ با ساختار بالشی در کنار واحدهایی گابروییِ مجموعة افیولیتی در این محدوده جای می‏‌‌گیرند و مرز این دو با رسوب‌های عهد حاضر پوشیده شده است (شکل 2- B). در بخش‏‌‌‌های جنوبی گسترة بررسی‌شده نیز واحد‌های آتشفشانی بررسی‌شده متشکل از واحد‏‌‌‌های بازالتی با ساختار بالشی و واحد‌های بازالتی با ساختار توده‌ای رخنمون دارند و مرزی گسلی سنگ‏‌‌‌های آهکی سازند بیستون (تریاس بالایی تا کرتاسة پسین) را روی آنها قرار داده است (شکل 2- A). در برخی بخش‌های میانی گسترة بررسی‌شده، رخنمون‏‌‌هایی از واحد‌های پلاژیوگرانیتی نیز در ارتباط با واحد‌های آتشفشانی دیده می‌شوند (شکل 2- C).

شکل کشیده با مقطع عرضی بیضوی و نیز شکل پیازی از شکل‌های غالب سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی با ساختار بالشی در این محدوده هستند (شکل‌های 2- D و 2- E). در محدودة بررسی‌شده، ساختار‌های بالشی درازایی نزدیک به 30 سانتیمتر تا بیشتر از 2 متر دارند و نسبت درازا به پهنای آنها برابربا 1 تا بیشتر از 4 است. بازالت‏‌‌‌های بالشی رنگ خاکستری مایل به سبز نشان می‌دهند و آثار دگرسانی به فراوانی در آنها دیده می‌شوند. حفره‌هایِ این سنگ‏‌‌ها عمومأ با کانی‏‌‌‌های ثانویه پر شده‏‌‌اند (شکل 2- G) و فاصله میان بالش‌ها را نیز شیشه، کانی‏‌‌‌های ثانویه گوناگون (مانند کربنات کلسیم، اپیدوت و دیگر کانی‏‌‌‌های دانه‏‌‌ریز و غیر قابل تشخیص) پرکرده‏‌‌‌اند.

بازالت‏‌‌‌های با ساختار توده‌ای به‌صورت لایه‏‌‌هایی با ستبرای‏‌‌ 4 تا 10 متر، به رنگ خاکستری مایل به سبز، متراکم و دارای حفره‌های کمتری نسبت به بازالت‏‌‌‌های بالشی دیده می‌شوند (شکل 2- F). به‌طور کلی، سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار توده‌ای دچار دگرسانی کمتری نسبت به بازالت‌های با ساختار بالشی شده‏‌‌اند. این در حالیست که در برخی بخش‌ها نیز در پی فعالیت‏‌‌‌های دگرسانی تراکم بالایی از کانی‏‌‌‌های ثانویه (مانند کلسیت، کلریت، زئولیت و کانی‏‌‌‌های کدر) در حفره‌ها و نیز زمینة سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ساختار توده‌ای پدیدآمده است که در قالب رفتار ساختار‌های گسلی موجود توجیه‌شدنی است.

 

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در گسترة بررسی‌شده به دو حالت کلیِ بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی و بازالت‏‌‌‌های با ساختار توده‌ای دیده می‏‌‌شوند که در ادامه به‌صورت جداگانه بررسی سنگ‌نگاری می‌شوند:

بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی: بافت‏‌‌‌های دیده‌شده در این دسته از سنگ‏‌‌ها بیشتر شامل پورفیریتیک، گلومروپورفیریتیک، اینترگرانولار و جریانی در بخش‏‌‌‌های میانی ساختار‌های بالشی و بافت‏‌‌‌های اینترسرتال، ویتروفیری، واریولیتی، حفر‌های و بادامکی در حاشیة ساختار‌های بالشی هستند. به‌طور کلی بلور‌های فنوکریست شامل پلاژیوکلاز (10 تا 20 درصدحجمی)، پیروکسن (5 تا 10 درصدحجمی) و کانی‏‌‌‌های کدر (1 تا 2 درصدحجمی) هستند و بقیه سنگ را زمینة بسیار دانه‏‌‌ریز، حفره‌ها، کانی‏‌‌‌های ثانویه (کلریت + کلسیت + اپیدوت + آلبیت + کوارتز + زئولیت، اسفن، کانی‏‌‌‌های رسی و کانی‏‌‌‌های کدر) و مقدار اندکی شیشه که عموماً دچار شیشه‏‌‌زدایی شده است، می‏‌‌سازند (شکل‌های 3- A تا 3- D). بخش‏‌‌‌های مرکزی ساختار‌های بالشی دگرسانی کمتری نسبت به بخش‏‌‌‌های حاشیه‌ای نشان می‌دهند.

بازالت‏‌‌‏‌‌‌های با ساختار توده‏‌‌ای: در این دسته از سنگ‏‌‌ها نیز بلور‌های فنوکریست شامل پلاژیوکلاز (5 تا 10 درصدحجمی)، پیروکسن (15 تا 20 درصدحجمی) و کانی‏‌‌‌های کدر (2 تا 5 درصدحجمی) هستند که در زمینه‌ای دانه‏‌‌ریز و به‌ندرت شیشه‌ای و دارای حفره‌ها و کانی‏‌‌‌های ثانویه قرار دارند. بافت پورفیریتیک بافت غالب در این دسته از سنگ‏‌‌هاست؛ هرچند که به‌صورت محدودتر بافت‏‌‌‌های میکروگرانولار، گلومروپورفیریتیک، اینترگرانولار، حفر‌های و بادامکی نیز در آنها دیده می‌شود (شکل 3- E). این درحالیست که در برخی مقاطع، بلور‌های اولیه دگرسانی بالایی نشان می‏‌‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که بلور‌های پلاژیوکلاز سوسوریتی و بلور‌های پیروکسن با مجموعه‌ای از کانی‏‌‌‌های کلسیت، کلریت و کانی‏‌‌‌های کدر جایگزین شده‏‌‌اند. همچنین، در این مقاطع رگه‏‌‌‌های فراوان و متشکل از کانی‏‌‌‌های ثانویه مانند کلسیت، زئولیت، کلریت و اپیدوت نیز دیده می‌شوند (شکل 3- F).

 

 

 

شکل 3. A، B) بافت پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک و کانی‏‌‌‌های سازندة بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی؛ C) پرشدگی حفره‌ها با کانی‏‌‌‌های ثانویه و پیدایش بافت بادامکی در بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی؛ D) برخی کانی‏‌‌‌های ثانویه بازالت‏‌‌‌های با ساختار بالشی که در پی فرایند دگرسانی پدید آمده‌اند؛ E) کانی‏‌‌‌های سازندة بازالت‏‌‌‌های با ساختار توده‌ای و بافت میکروگرانولارِ آنها؛ F) کانی‏‌‌‌های نخستین دگرسان‌شده و رگه‏‌‌هایی از کانی‏‌‌‌های ثانویه در بازالت‏‌‌‌های توده‏‌‌ای (Clay: کانی‏‌‌‌های رسی؛ نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010))

Figure 3. Photomicrographs of basaltic rocks in the study area. A, B) Occurrence porphyritic and golomoroporphyritic textures as well as rock forming minerals in pillow lava basaltic rock; C) Formation of amygdaloidal texture in the pillow lava basaltic rocks, where vesicles were filled by secondary minerals; D) A number of secondary minerals in the pillow basaltic rocks, formed during the alteration process; E) Rock forming minerals and occurrence of micro-granular texture in the massive basaltic rocks; F) Altered primary minerals and veins of the secondary minerals, in the massive basaltic rocks (Clay: Clay minerals; Abbreviations for different minerals derived from Whitney and Evans (2010)).

 

شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

 

 

زمین‌شیمی سنگ کل

نمودار مجموع عنصر‌های آلکالن (TAS) دربرابر میزان سیلیس (SiO2) برای نام‏‌‌گذاری سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در محدودة علی‌آباد گروس به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در شکل 4- A دیده می‌شود، همة نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده در محدودة سنگ‏‌‌‌های بازالتی جای می‏‌‌گیرند.

برای بررسی سری ماگمایی نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده از نمودار Nb/Y دربرابر سیلیس و نمودار AFM بهره گرفته شد. جایگاه نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده در این نمودار گویای ویژگی ساب‏‌‌آلکالنِ نمونه‏‌‌‌های بازالتی بررسی‌شده است (شکل 4- B). همچنین، کاربرد نمودار AFM گویای سری توله‌ایتی دربرابر سری کالک‏‌‌آلکالن برای نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده است (شکل 4- C).

روند تغییرات عنصر‌های مختلف دربرابر میزان یک عنصر خاص که شاخص جدایش بلورین به‌شمار می‌رود، روشنگر فرایند‏‌‌‌های درگیر در پیدایش تنوع سنگی در یک ایالت ماگمایی است. در این بررسی از میزان SiO2 به‌عنوان شاخص جدایش بلورین دربرابر دیگر اکسید‌های عنصر‌های اصلی برای شناخت فرایند‌های درگیر در پیدایش تنوع سنگی در محدودة بررسی‌شده بهره گرفته شده است (شکل 5). همان‌گونه‌که در شکل 5 دیده می‏‌‌شود، همبستگی مثبت میان میزان SiO2 و مقدار Al2O3، K2O و Na2O، در کنار همبستگی منفی میزان SiO2 دربرابر مقادیر CaO و Fe2O3(t) چه‌بسا گویای جدایش بلورین به‌عنوان فرایند مؤثر در پیدایش نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده است. این در حالیست که میزان SiO2 دربرابر مقادیر MgO، MnO، TiO2 و P2O5 روند خاصی را به نمایش نمی‏‌‌گذارد. این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة تأثیر فرایند دگرسانی بر نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده است.

 

شکل 4. نمونه‏‌‌‌های آتشفشانی بررسی‌شده از منطقة علی‏‌‌آباد گروس در: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O برای نمونه‏‌‌‌های نامگذاری آتشفشانی (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار‌ Nb/Y دربرابر سیلیس (SiO2) برای تعیین سری ماگمایی (Pearce and Cann, 1973)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) برای تعیین سری ماگمایی.

Figure 4. The studied volcanic rocks of Ali-Abad Garos in: A) Na2O+K2O versus SiO2 classification diagram for volcanic rocks (Cox et al., 1979); B) Nb/Y versus SiO2 plot for magmatic series discrimination (Pearce and Cann, 1973); C) AFM plot for magmatic series discrimination (Irvine and Baragar, 1971).

نمودار پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب در نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده، به‏‌‌هنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ بویتون (Boynton, 1984) برای کندریت، در شکل 6- A آورده شده است. نسبت (La/Yb)N که شاخصی برای جدایش عنصر‌های خاکی کمیاب سبک ([10]LREE) نسبت به عنصر‌های خاکی کمیاب سنگین ([11]HREE) است، در نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده برابربا 91/2 تا 35/3 (با مقدار میانگین: 12/3) است (جدول 1). الگوی با شیب‏‌‌ منفی در نمودار یادشده چه‌بسا پیامد درجة کم ذوب‌بخشی، تفکیک کانی‏‌‌‌های با عنصر‌های خاکی کمیاب سنگین نسبت به عنصر‌های خاکی کمیاب سبک در مراحل آغازین تبلور ماگما (Rollinson, 1993) و حضور کانی‏‌‌‌های گارنت و یا اسپینل در سنگ خاستگاه است (Almeida et al., 2007). نبود آنومالی منفی مشخص Eu (Eu/Eu*: 01/1- 91/0؛ میانگین: 95/0؛ جدول 1) در نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة جدایش بلورین کم اهمیت پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلورین در شرایط اکسیدان (fO2 بالا) ‏است (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005)؛ زیرا شرایط اکسیدان از پیدایش Eu+2 جلوگیری می‏‌‌کند (Magganas, 2002; Galoyan et al., 2007) و در واقع Eu به‌صورت Eu+3 در آمده و همانند دیگر عنصر‌های خاکی کمیاب رفتار می‏‌‌کند (Gillis et al., 1992). همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، میزان غنی‏‌‌شدگی عنصر‌های خاکی کمیاب در سنگ‏‌‌‌های بازالتی بررسی‌شده میان ترکیب بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده ([12]E-MORB) و بازالت‏‌‌‌های جزیره‌های اقیانوسی ([13]OIB) و منطبق بر بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای ([14]P-MORB) است.

 

 

شکل 5. سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در نمودارهای تغییرات اکسید عنصر‌های اصلی درصدوزنی دربرابر SiO2 (برپایة درصدوزنی) به‌عنوان شاخص جدایش بلورین (Harker, 1909).

Figure 5. Studied volcanic rocks of Ali-Abad Garos in the variation diagrams of major elements oxides versus SiO2 (in weight percent), as a fractional crystallization index (Harker, 1909).

 

 

برپایة بررسی‌های ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) و همان‌گونه‌که در شکل 1- B نیز دیده می‌شود، سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی (بیشتر با ترکیب بازالتی) با ساختار‌های بالشی- توده و در ارتباط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین در منطقة تمرک و منطقة گشور هر دو در بخش‏‌‌‌های جنوبی محدودة بررسی‌شده در این نوشتار نیز دیده می‌شوند. همان‌گونه‌که در شکل 6- B دیده می‏‌‌شود، عنصر‌های خاکی کمیاب در سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة تمرک که به ترکیب پیشنهادیِ بویتون (Boynton, 1984) برای کندریت بهنجار شده‌اند، دو روند نسبتأ متمایز دارند؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی از آنها میزان (La/Yb)N برابربا 33/1 تا 44/1 (میانگین: 4/1) است و روند کلی عنصر‌های خاکی کمیاب شباهت بیشتری به بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) نشان می‌دهد؛ اما در برخی دیگر، میزان (La/Yb)N از 46/2 تا 37/4 (میانگین: 23/3) متغیر است و روند کلی عنصر‌های خاکی کمیابِ آنها به بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) بیشترین شباهت را نشان می‏‌‌دهد. در سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة گشور نیز میزان (La/Yb)N از 26/18 تا 27/25 (میانگین: 05/21) متغیر است و روند کلی عنصر‌های خاکی کمیابِ آنها بیشتر از همه به بازالتی جزیره‌های اقیانوسی (OIB) شبیه است (شکل 6- B). نمودار پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب در نمونه‏‌‌‌های بازالتی محدودة بررسی‌شده در این نوشتار که به ترکیب پیشنهادیِ سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) برای گوشتة اولیه بهنجار شده است در شکل 6- C آورده شده است.

 

 

 

شکل 6. A) الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ منطقة علی‏‌‌آباد گروس؛ B) الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ محدوده‏‌‌‌های تمرک و گشور؛ C) الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ منطقة علی‏‌‌آباد گروس؛ D) الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ محدوده‏‌‌‌های تمرک و گشور (داده‏‌‌‌های عنصر‌های خاکی کمیاب به‌کاررفته برای الگوی [15]N-MORB، E-MORB و OIB برگرفته از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) و برای P-MORB برگرفته از شیلینگ و همکاران (Shilling et al., 1983) هستند. همچنین، داده‏‌‌‌های ترکیب سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ محدوده‏‌‌‌های تمرک و گشور برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند).

Figure 6. A) Chondrite-normalized REE diagram (Boynton, 1984) for the Ali-Abad Garos studied volcanic rocks; B) Chondrite-normalized REE diagram (Boynton, 1984) for the Tamark and Gashor volcanic rocks; C) Primitive mantle-normalized diagram (Sun and McDonough, 1989) for rare and trace elements in the Ali-Abad Garos studied volcanic rocks; D) Primitive mantle-normalized diagram for rare and trace elements (Sun and McDonough, 1989) in the Tamark and Gashor volcanic rocks (The rare earth element data of N-MORB, E-MORB and OIB are from Sun and McDonough (1989) and P-MORB data are from Shilling et al. (1983). Also, composition of volcanic rocks in Tamark and Gashor areas are from Saccani et al. (2013)).

 

همان‌گونه‌که در این شکل پیداست، همانند نمودار پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب (شکل 6- A)، میزان غنی‏‌‌شدگی و همچنین، الگوی عنصر‌های فرعی و کمیاب در بازالت‏‌‌‌های محدودة بررسی‌شده با غنی‏‌‌شدگی بیشتر نسبت به بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB) در محدودة میانی بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و بازالت‏‌‌‌های جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و منطبق بر بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) واقع می‏‌‌شوند.

تهی‏‌‌شدگی از عنصر‌های با شدت میدان بالا ([16]HFSE) مانند Nb، P، Zr و Ti نسبت به عنصر‌های لیتوفیل بزرگ یون ([17]LILE) مانند Cs، K، U و Th که از ویژگی‏‌‌‌های نشان‌دهندة تأثیر سیال‌های برخاسته از ورقه‏‌‌‌های اقیانوسی فرو‏‌‌رو روی سنگ خاستگاه است، در نمونه‌ها دیده نمی‏‌‌شود. میزان نسبت (Rb/Y)N که شاخصی برای غنی‏‌‌شدگی در LILE نسبت به HFSE است، در نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده کم و برابربا 04/0 تا 9/1 (میانگین: 91/0) است (جدول 1). آنومالی‏‌‌‌های منفی بارز عنصر‌های Cs، Rb، Ba و Sr در برخی نمونه‌های بررسی‌شده شاید پیامد دگرسانی بالای پلاژیوکلاز باشد. میزان LOI بالا (جدول 1) و نیز بررسی‏‌‌‌های سنگ‌نگاری رخداد دگرسانی بالا در نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده را نشان می‏‌دهند. همان‌گونه‌که در شکل 6- D دیده می‌شود، وضعیت پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب (بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) برای گوشتة اولیه) در دیگر رخنمون‏‌‌‌های سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی مرتبط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین نتایج شکل 6- B را تأیید می‏‌‌کند؛ به‌گونه‌ای‌که روند عنصر‌های فرعی و کمیاب در سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة تمرک دو روند متمایز و کمابیش منطبق بر روند این عنصرها در سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی مرتبط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) را به نمایش می‏‌‌گذارد؛ اما روند پراگندکی عنصر‌های یادشده در سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة گشور به بازالتی جزیره‌های اقیانوسی (OIB) بیشترین شباهت را نشان می‌دهد.

 

تعیین پهنة زمین‌ساختی و ویژگی‏‌‌‌های ناحیة خاستگاه

جایگیری سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در قلمرو E-MORB در نمودار سه‌تایی Th-Zr/117-Nb/16 گویای پیدایش آنها در پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی و زایش ماگمای مادر از ترکیبی گوشته‌ای غنی‏‌‌شده است (شکل 7)؛ اما الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب (شکل 6- A) و نیز الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب (شکل 6- C) نشان‌ می‌دهند سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس به بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی مرتبط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) شبیه‌تر هستند. جایگاه نمونه‏‌‌‌هایِ دیگر رخنمون‏‌‌‌های آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین نیز در این نمودار (شکل 7) آورده شده است.

نمونه‏‌‌‌های بازالتی منطقة تمرک در این نمودار (شکل 7) نیز در دو دستة جداگانه رسم شده‏‌‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که یک دسته از آنها همانند نمونه‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس غالبأ در قلمروی بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و دستة دیگر در دو قلمروی بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB) جای می‏‌‌گیرد. همچنین، در این نمودار (شکل 7) سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة گشور نیز غالبأ ویژگی‏‌‌‌های بازالت‏‌‌‌های درون صفحه‌ای ([18]WPB) را نشان می‏‌‌دهند.

 

 

شکل 7. نمودار سه‌تایی Th- Zr/17- Nb/16 (Wood, 1980) برای جدایش انواع سنگ‏‌‌‌های بازالتی وابسته به محیط‏‌‌‌های زمین‌ساختی گوناگون (داده‏‌‌‌های سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ محدوده‏‌‌‌های تمرک و گشور برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند) (E E-MORB: بازالت غنی‌شدة پشتة میان‌اقیانوسی؛ N-MORB: بازالت عادی پشتة میان‌اقیانوسی؛‌WPB: بازالت درون‌صفحه‌ای؛ IAT: توله‌ایت جزیره‌های کمانی؛ CAB: بازالت‌های کالک‌آلکالن).

Figure 7. Th-Zr/17-Nb/16 ternary diagram (Wood, 1980) for tectonomagmatic discrimination of Ali-Abad Garos studied volcanic rocks (The geochemical data of volcanic rocks in the Tamark and Gashor areas are from Saccani et al. (2013)) (E-MORB: Enriched-mid oceanic ridge basalt; N-MORB: Normal-mid oceanic ridge basalt; WPB: Within plate basalt; IAT: Island arc tholeiite; CAB: Calc-alkaline basalt).

 

در شکل 8- A که سنگ‏‌‌‌های بازالتی گوناگون را برپایة نسبت‏‌‌‌های Zr/Nb و Zr/Y از یکدیگر جدا می‌کند، نمونه‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در قلمرو مشترک بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی مرتبط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) جای می‏‌‌گیرند. در این نمودار (شکل 8- A) نیز برخی سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة تمرک همانند نمونه‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در قلمرو مشترک بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) و برخی دیگر در قلمروی بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) جای می‏‌‌گیرند. سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة گشور نیز در این نمودار در قلمرو سنگ‏‌‌‌های بازالتی آلکالن[19] و زایش یافته در جزیره‌‌های اقیانوسی (OIB) ترسیم می‌شوند.

در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 8- B) نیز جایگیری نمونه‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس درون و نیز در نزدیکی محدودة بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی مرتبط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) گویای پیدایش آنها در محیط‏‌‌‌های زمین‌ساختی واگرای پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی و زایش ماگمای مادر از پریدوتیت‏‌‌‌های گوشته‌ای است که در پی تأثیر پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای دچار غنی‏‌‌شدگی در برخی عنصر‌های شده‌اند. جایگاه نمونه‏‌‌‌های بازالتیِ دیگر رخنمون‏‌‌‌های آتشفشانی مرتبط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه هرسین در این نمودار (شکل 8- B) نیز نتایج ‌به‌دست‌آمده از نمودار‌های پیشین (شکل‌های 6- B، 6- C، 7 و 8- A) را تأیید می‏‌‌کند؛ به‌گونه‌ای‌که نمونه‏‌‌‌های بازالتی منطقة تمرک به‌صورت جداگانه در قلمرو‌های بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی مرتبط با پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) و بازالت‏‌‌‌های پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و نمونه‏‌‌‌های منطقة گشور در قلمروی بازالت‏‌‌‌های آلکالن[20] ترسیم می‌شوند.

موازی‌بودن نسبی روند نمونه‏‌‌‌های بازالتیِ منطقة علی‏‌‌آباد گروس در نمودار پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب (شکل 6- A) و نیز در نمودار پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب (شکل 6- C) نشان‌دهندة خاستگاه مشابه آنهاست.

میزان نسبت (La/Yb)N در این سنگ‏‌‌ها‏‌‌ (91/2 تا 35/3) نسبت به ماگما‏‌‌‌های پدیدآمده با بلور‏‌‌‌های گارنت بجا‏‌‌مانده در محل ذوب (20(La/Yb)N>) سازگار نیست؛ اما نشان‌دهندة بجاماندن اسپینل به‌عنوان فاز بجا‏‌‌مانده در سنگ خاستگاه است (Martin, 1987).

 

شکل 8. مقایسه سنگ‏‌‌‌های بازالتی در منطقة علی‏‌‌آباد گروس و نیز دیگر رخنمون‏‌‌‌های سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین با انواع سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ویژگی‏‌‌‌های زمین‌شیمیایی خاص در: A) نمودار Zr/Nb دربرابر Zr/Y (Pearce, 1982)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1982) (در این نمودارها، ترکیب نقاط N-MORB، E-MORB و OIB برگرفته از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) و محدودة‏‌‌‌ ترکیبی سنگ‏‌‌‌های بازالتی با ویژگی‏‌‌‌های N-MORB، E-MORB، P-MORB و بازالت‌های آلکالن در کمپلکس افیولیتی‏‌‌‌ عمان برگرفته از لاپیر و همکاران (Lapierre et al., 2004) و چاوت و همکاران (Chauvet et al., 2011) هستند. داده‏‌‌‌های سنگ‏‌‌‌های آتشفشانیِ محدوده‏‌‌‌های تمرک و گشور نیز برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند).

Figure 8. The Ali-Abad Garos studied volcanic rocks and other outcropped volcanic rocks within Sahneh-Harsin ophiolitic complex, together with other basaltic rocks with specific geochemical characteristics in: A) Zr/Nb versus Zr/Y diagram (Pearce, 1982); B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1982) (Geochemical data for N-MORB, E-MORB and OIB derived after Sun and McDonough (1989). Geochemical data for N-MORB, E-MORB, P-MORB and alkaline basalts in Oman ophiolitic complex are from Lapierre et al. (2004) and Chauvet et al. (2011). The geochemical data for the Tamark and Gashor volcanic rocks are from Saccani et al (2013)).

 

 

همچنین، کاربرد نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb (شکل 9) برای تعیین کانی‏‌‌شناسی ناحیه خاستگاه و نیز تعیین درصد ذوب‌بخشی و یا تعادلی گویای پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌‌‌های بازالتی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در پی ذوب‌بخشی کم (کمتر از 3 درصد) از یک سنگ خاستگاه با ترکیب پریدوتیتی و دارای اسپینل (اسپینل لرزولیت) است. قلمرو‌های مربوط به نمونه‏‌‌‌های بازالتیِ دیگر رخنمون‏‌‌‌های آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین در این نمودار (شکل 9) نشان‌دهندة زایش آنها در پی درصد‌های مختلف ذوب‌بخشی و یا ذوب تعادلی از سنگ‏‌‌‌های خاستگاه با کانی اسپینل و یا گارنت به‌عنوان شاخصی برای تعیین ژرفای زایش ماگما هستند.

 

برداشت

سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی منطقة علی‏‌‌آباد گروس بخشی از سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی مرتبط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین هستند. این سنگ‏‌‌ها ساختار بالشی و نیز توده‌ای دارند و از دیدگاه سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی در دستة سنگ‏‌‌‌های بازالتی جای می‏‌‌گیرند. در کل، نمودارهای تغییرات درصدوزنی اکسید عنصر‌های مختلف دربرابر SiO2 که شاخص جدایش بلورین ماگما به‌شمار می‌روند، گویای پیدایش طیف سنگی منطقة علی‏‌‌آباد گروس در پی فرایند جدایش بلورین هستند. الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب، الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب و نیز جایگاه سنگ‏‌‌‌های بازالتی بررسی‌شدة منطقة علی‏‌‌آباد گروس در نمودار‌های زمین‌شیمیایی مختلف گویای تشابه ترکیبی آنها با بازالت‏‌‌‌ پشته‏‌‌‌های اقیانوسی وابسته به پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB) هستند.

 

 

 

شکل 9. نمودار La/Yb دربرابر Sm/Yb (Shaw, 1970) برای تعیین کانی‏‌‌شناسی سنگ خاستگاه و نیز بررسی درصد ذوب‌بخشی و یا ذوب تعادلی (داده‏‌‌‌های ارائه‌شده برای سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در محدوده‏‌‌‌های تمرک و گشور برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند).

Figure 9. La/Yb versus Sm/Yb diagram (Shaw, 1970) for determination of source rock mineralogy and also fractional/batch melting percentage in the Ali-Abad Garos studied volcanic rocks (Geochemical data of the volcanic rocks in Tamark and Gashor areas are from Saccani et al. (2013).

 

 

 

نسبت‏‌‌‌های مختلف عنصری در نمونه‏‌‌‌های بررسی‌شده از این سنگ‏‌‌‌های بازالتی گویای زایش ماگمای مادر آنها در پی ذوب‌بخشی کم (کمتر از 3 درصد) از خاستگاه پریدوتیتی اسپینل‌دار است. کاربرد داده‏‌‌‌های زمین‌شیمیایی مربوط به دیگر رخنمون‏‌‌‌های سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی در مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین (کرتاسة پسین تا ائوسن پسین) نشان‌دهندة وجود طیف گسترده‌ای از سنگ‏‌‌‌های آتشفشانی با ویژگی‏‌‌‌های قابل انتساب به سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی وابسته به پلوم‏‌‌‌های گوشته‌ای (P-MORB)، سنگ‏‌‌‌های بازالتی پشته‏‌‌‌های میان‌اقیانوسی غنی‏‌‌شده (E-MORB) و نیز سنگ‏‌‌‌های بازالتی درون‌صفحه‌ای (WPB) در محدودة این مجموعة افیولیتی است. ویژگی‏‌‌‌های زمین‌شیمیایی بسیار گوناگونِ بخش آتشفشانی مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین پیچیدگی فراوان در تکامل تکتونوماگمایی این مجموعة افیولیتی را نشان می‏‌‌دهند. درک این تکامل تکتونوماگمایی نیازمند سن‌سنجی رادیوژنیک و بررسی‏‌‌‌های زمین‌شیمیایی (عنصری و ایزوتوپی) واحد‌های سنگی گوناگونِ مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین است.

 

 

 

[1] Zagros Outer Ophiolitic Belt

[2] Zagros Inner Ophiolitic Belt

[3] Sabzevar-Torbat-Heydarieh Belt

[4] Birjand-Nehbandan Belt

[5] Makran Belt

[6] Oceanic core complex

[7] Continental-oceanic transition complex

[8] Imbericated

[9] mélange

[10] Light Rare Earth Elements

[11] Heavy Rare Earth Elements

[12] Enriched Mid‐Ocean Ridge Basalts

[13] Oceanic Island Basalt

[14] Plume-type Mid‐Ocean Ridge Basalts

[15] Normal Mid‐Ocean Ridge Basalts

[16] High Field Strength Elements

[17] Large-Ion Lithophile Elements

[18] Within Plate Basalt

[19] alkaline basalts

[20] Alkaline basalts

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 103, 983- 992.
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211-238.
Aliani, A. and Daraeezadeh, Z. (2018a) Mineral chemistry of isotropic gabbros from the Kermanshah ophiolite: Evidence for it's tectonic setting. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 26(3), 635-650 (in Persian).
Aliani, A. and Daraeezadeh, Z. (2018b) Petrology, geochemistry, and petrogenesis of mafic dykes from the Kermanshah Ophiolite in Sahneh- Harsin area of Western Iran. Geopersia, 8(2), 199- 212.
Allahyari, K., Saccani, E, Pourmoafi, M. and Masoudi, F. (2010) Petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (zagros belt, Iran): Implications for the geodynamic evolution of the neo- tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti, 35(2), 71- 90.
Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97- 1.96 Ga) in Central portion of Guyana Shield. Precambrian Research, 155(2), 69- 97.
Ao, S., Xiao, W., Khalatbari Jafari, M., Talebian, M., Chen, L., Wan, B., Ji, W. and Zhang, Z. (2016) U–Pb zircon ages, field geology and geochemistry of the Kermanshah ophiolite (Iran): From continental rifting at 79 Ma to oceanic core complex at ca. 36 Ma in the southern Neo-Tethys. Gondwana Research, 31, 305- 318.
Bagheri, S. and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451(1), 123-155.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a palaeogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science, 18, 210–265.
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam.
Braud, J. (1987) La suture du Zagros au niveau de Kermanshah (Kurdistan Iranien): reconstitution paléogéographique, évolution géodynamique, magmatique et structurale. Unpublished doctoral dissertation. Univ. Paris-Sud, Orsay.
Chauvet, F., Lapierre, H., Maury, R. C., Bosch, D., Basile, C., Cotton, J., Brunet, P. and Campillo, S. (2011) Triassic alkaline magmatism of the Hawasina Nappes: post- breakupmelting of the Oman lithospheric mantle modified by the Permian Neotethyan Plume. Lithos, 122, 122–136.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Allen and Unwin, London, UK.
Dilek, Y. and Furnes, H. (2009) Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in subduction rollback systems. Lithos, 113, 1-20.
Dilek, Y. and Furnes, H. (2011) Ophiolite genesis and global tectonics: geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere. Geological Society of America Bulletin, 123, 387–411.
Galoyan, G., Rolland, Y., Sosson, M., Corsini, M. and Melkonyan, R. (2007) Evidence for superposed MORB, oceanic plateau and volcanic arc series in the Lesser Caucasus (Stepanavan, Armenia). Comptes Rendus Geoscience, 339, 482-492.
Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj– Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26, 683–693.
Ghazi, A. M. and Hassanipak, A. A. (1999) Geochemistry of subalkaline and alkaline extrusives from the Kermanshah ophiolite, Zagros Suture Zone, Western Iran: Implications for Tethyan plate tectonics. Journal of Asian Earth Sciences, 17(3), 319- 332.
Gillis, K. M., Ludden, J. N. and Smith, A. D. (1992) Mobilization of REE during crystals aging Troodos ophiolite. Cyprus Chemical Geology, 98, 71- 86.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.
Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Oxford, New York.
Hezarkhani, A. (2006) Petrology of the intrusive rocks within the Sungun Porphyry Copper Deposit, Azerbaijan, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 27(3), 326-340.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1972) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523- 548.
Kiani, M., Nezafati, N., Vosoughi Abedini, M. and Solgi, A. (2020) Petrology and Geochemistry of Noor Abad Ophiolite (Lorestan Province, west Iran): An Evidence of Intra- Oceanic Subduction. Acta Geodynamica et Geomaterialia, 17(3), 353–365.
Knipper, A., Ricou, L. E. and Dercourt, J. (1986) Ophiolites as indicators of the geodynamic evolution of the Tethyan Ocean. Tectonophysics, 123, 213- 240.
Lapierre, H., Samper, A., Bosch, D., Maury, R. C., Béchennec, F., Cotton, J., Demant, A., Brunet, P., Keller, F. and Marcoux, J. (2004) The Tethyan plume: geochemical diversity of Middle Permian basalts from the Oman rifted margin. Lithos, 74, 167–198.
Magganas, A. C. (2002) Constraints on the petrogenesis of Evros ophiolite extrusives, NE Greece. Lithos, 65, 165- 182.
Martin, H. (1987) Petrogenesis of Archaean trondhjemites, onalities and granodiorites from eastern Finland: major and trace element geochemistry. Journal of Petrology, 28, 921–953.
Moores, E. M., Kellogg, L. H. and Dilek, Y. (2000) Tethyan ophiolites, mantle convection, and tectonic “historical contingency”: a resolution of the ‘ophiolite conundrum’. In: Ophiolites and oceanic crust: New insights from field studies and the ocean drilling program (Eds. Dilek, Y., Moores, E. M., Elthon, D. and Nicolas, A.) Special Paper, 349, 3–12. Geological Society of America.
Moradpour, A., Zarei Sahamieh, R., Ahmadi Khalaji, A. and Sarikhani, R. (2017) Textural records and geochemistry of the Kermanshah mantle peridotites (Iran): implications for the tectonic evolution of southern Neo- Tethys. Journal of Geosciences, 62, 165–186.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. Wiley, New York.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science letters, 12, 339- 49.
Robertson, A. H. F. (2002) Overview of the genesis and emplacement of Mesozoic ophiolites in the Eastern Mediterranean Tethyan region. Tectonophysics, 65, 1- 67.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Science and Technical, London, UK.
Saccani, E., Allahyari, K., Beccaluva, L. and Bianchini, G. (2013) Geochemistry and petrology of the Kermanshah ophiolites (Iran): implication for the interaction between passive rifting, oceanic accretion, and plume-components in the Southern Neo-Tethys Ocean. Gondwana Research, 24, 392–411.
Saccani, E., Allahyari, K. and Rahimzadeh, B. (2014) Petrology and geochemistry of mafic magmatic rocks from the Sarve-Abad ophiolites (Kurdistan region, Iran): Evidence for interaction between MORB-type asthenosphere and OIB-type components in the southern Neo-Tethys Ocean. Tectonophysics, 621, 132-147.
Sengor, A. M. C. (1990) A new model for the Late Palaeozoic–Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. In: The Geology and Tectonics of the Oman Region (Eds. Robertson, A. H. F., Searle, M. P. and Ries, A. C.) Special Publication, 49, 797– 831. Geological Society of London, UK.
Sengör, A. M. C. and Natalin, B. A. (1996) Turkic–type orogeny and its role in the making of the continental crust. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 24, 263–337.
Sengör, A. M. C., Cin, A., Rowley, D. B. and Nie, S. Y. (1993) Space–Time Patterns of Magmatism Along the Tethysides – a Preliminary–Study. Journal of Geology, 101, 51–84.
Sengör, A. M. C., Cin, A., Rowley, D. B. and Shangyou, N. (1991) Magmatic Evolution of the Tethysides–a Guide to Reconstruction of Collage History. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 87, 411–440.
Shafaii Moghadam, H. and Stern, R. J. (2014) Ophiolites of Iran: Keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia: (I) Paleozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences, 91, 19–38.
Shafaii Moghadam, H. and Stern, R. J. (2015) Ophiolites of Iran: Keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia: (II) Mesozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences, 100, 31–59.
Shahidi, M. and Nazari, H. (1997) Geological map of Harsin, 1/100.000 scale. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica Cosmochimica Acta, 34, 237–243.
Shilling, J. G., Zajac, M., Evans, R., Johnston, T., White, W., Devine, J. D. and Kingsley, R. (1983) Petrologic and geochemical variations along the Mid- Atlantic Ridge. American Journal of Science, 283, 510–586.
Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bulletin, 52, 1229–1258.
Stӧcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The Geology of Continental Margins (Eds. Burke, C. A. and Drake, C. L.) 873-887. Springer-Verlag, New York.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, 42, 313-345. Geological Society of London, UK.
Whitechurch, H., Omrani, J., Agard, P., Humbert, F., Montigny, R. and Jolivet, L. (2013) Evidence for Paleocene–Eocene evolution of the foot of the Eurasian margin (Kermanshah ophiolite, SW Iran) from bacK–Arc to arc: implications for regional geodynamics and obduction. Lithos, 182-183, 11–32.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th–Hf–Ta diagramto problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters, 50, 11–30.